張健，方桂，何雨蓓，艾依飛

中國科學院大學，中國科學院計算地球動力學重點實驗室，北京 100049

0 引言

鮮水河高溫水熱系統(tǒng)位于川西高溫地熱區(qū)，是我國開展“水熱型”地熱資源潛力勘查評價的重點選區(qū)(汪集旸，2015)，國家發(fā)改委、能源局、自然資源部明確要求查明該區(qū)高溫地熱能資源，開展高溫地熱發(fā)電工程建設(shè)(國家發(fā)展改革委等，2017).但是，鮮水河高溫水熱系統(tǒng)地熱地質(zhì)調(diào)查、地熱資源評價忽略了深層超臨界地熱流體資源.地熱流體在臨界區(qū)的密度、動力學黏度降低，熱焓、壓縮系數(shù)增大，可以大幅提高熱-功轉(zhuǎn)換效率，開發(fā)利用深層超臨界高溫地熱能，將會極大提升該區(qū)地熱發(fā)電潛力.超臨界流體性質(zhì)介于氣、液體之間，在臨界點附近(水的臨界點溫度Tc=374.3 ℃,臨界點壓力Pc=22.1 MPa，臨界點密度ρc=0.32 g·cm-3)，地熱流體的比熱容、熱導(dǎo)率達到最大，汽化熱為零，熱擴散系數(shù)在狹小的溫、壓區(qū)間發(fā)生極大波動，出現(xiàn)臨界點奇異性，電導(dǎo)率出現(xiàn)不連續(xù)變化，對溫度、壓力的變化十分敏感.目前，國際上對開發(fā)利用超臨界地熱資源的理論研究剛剛起步(Reinsch et al., 2017；許天福等，2021)，開展鮮水河高溫水熱系統(tǒng)深層超臨界地熱資源研究，是全新的地熱學前沿課題，具有重要的科學意義.

鮮水河高溫水熱系統(tǒng)沿鮮水河斷裂帶分布(圖1a).鮮水河斷裂帶是深切地殼的左旋走滑斷裂，走滑速率8.9～17.1 mm·a-1(徐錫偉等, 2003；王閻昭等, 2008)，錯斷一系列山脊、水系，傾角近直立，是地下水熱活動的重要通道，為孕育高溫水熱系統(tǒng)、產(chǎn)生強烈水熱活動提供了重要的構(gòu)造條件.在國家自然科學基金面上項目“川西高溫水熱系統(tǒng)的熱源構(gòu)成與深部熱演化機制研究”資助下，本課題組針對鮮水河斷裂帶現(xiàn)代熱泉高溫水熱活動狀態(tài)(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017；李午陽等，2018；Ai et al., 2021)，重點研究了幾個溫泉群組成的熱水區(qū)(圖1a)：道孚熱水區(qū)，溫泉群出露在張扭性斷層中；八美—乾寧熱水區(qū)，溫泉群沿雅拉河上游河谷出露；康定中谷—二道橋—榆林宮熱水區(qū)，溫泉群沿雅拉河下游二道橋到榆林河一帶的河谷出露，部分溫泉出露在9.9～17.6 Ma的新生界花崗巖體接觸帶上(Tang et al., 2017)；瀘定磨西—海螺溝熱水區(qū)，溫泉群出露在深切白堊紀花崗巖體的斷裂交切處.這些高溫水熱活動區(qū)中，部分熱泉口水溫超過當?shù)胤悬c，并伴有大量沸騰熱水、地熱蒸汽，在地表形成沸泉(圖1b).前人研究認為(趙慶生，1988)，高溫水熱活動區(qū)的熱水主要儲集在三疊系淺變質(zhì)砂質(zhì)板巖地層之下(圖1c)，并形成上、下兩個熱儲層，上層熱儲水溫>150 ℃，下層熱儲水溫>200 ℃(圖1d).

圖1 鮮水河斷裂帶高溫水熱系統(tǒng)地質(zhì)圖

本課題組野外地熱地質(zhì)調(diào)查時，在該區(qū)多次觀測到超過150 ℃的溫泉口熱汽噴發(fā)，并在康定老榆林村實測到198 ℃的井口水汽高溫(Zhang et al.，2017).這些高溫水汽現(xiàn)象，促使我們將其與深層超臨界地熱流體相聯(lián)系.在國家自然科學基金項目支持下，本文利用地質(zhì)、地球物理資料，針對鮮水河高溫水熱系統(tǒng)之下的深層超臨界地熱流體開展綜合預(yù)測分析.

1 資料與方法

1.1 資料來源

本文研究對象為鮮水河斷裂帶高溫水熱區(qū)，范圍為29.5°N—31.3°N，101°E—102.5°E.研究中，使用的地球物理與地熱地質(zhì)資料包括：中國地質(zhì)科學院地質(zhì)力學研究所安美建課題組的地震波速資料，全球重力數(shù)據(jù)庫TOPEX的地形和重力資料，中國地質(zhì)調(diào)查局自然資源航空物探遙感中心的航磁資料，野外實測的熱泉溫度、水樣分析等地熱地質(zhì)資料.具體計算方法如下.

1.2 泊松比計算方法

利用地震波速VP、VS，可以計算彈性參數(shù)泊松比σ：

(1)

泊松比σ可以用來分析區(qū)域構(gòu)造橫向變形的強弱.

1.3 磁異常垂向?qū)?shù)計算方法

若觀測面z0上實測磁異常為T(x,y,z0)，二維傅氏變換頻譜為：

(2)

由頻譜表達的磁異常T的x方向n階導(dǎo)數(shù)、y方向l階導(dǎo)數(shù)、z方向m階導(dǎo)數(shù)為：

(3)

其中，垂向一階導(dǎo)數(shù)的頻譜為：

(4)

對式(4)計算結(jié)果開展傅氏逆變換運算，即得磁異常垂向一階導(dǎo)數(shù).

1.4 熱儲溫度計算方法

目前，常用于計算熱儲溫度的地熱溫標(溫度計)主要是：利用熱液中石英、玉髓溶解度與溫度關(guān)系的SiO2溫標，利用熱液中陽離子之間比值與溫度關(guān)系的陽離子(Na-K，Na-K-Ca，K-Mg)溫標，利用熱液中組分穩(wěn)定的(C、H、O、S)同位素分餾與溫度相關(guān)性的同位素溫標.

SiO2溫標：熱水中SiO2含量CS iO2單位為mg·L-1,

(5)

前人(Arnórsson，1983)在冰島熱水化學分析中發(fā)現(xiàn)，泉水溫度每增加 1 ℃，熱水中SiO2含量增加1×10-6mg·L-1，實測結(jié)果表明，冰島熱水樣品中，如果水溫大于180 ℃，SiO2的溶度由石英控制，如果水溫小于110 ℃，SiO2的溶度由玉髓控制.依據(jù)石英和玉髓的溶解度實驗數(shù)據(jù)(Fournier，1977；Arnórsson，1983)，提出了由硅礦物溶解度確定地溫的經(jīng)驗公式(5)，其中，a在731～1522之間，b在4.51～5.75之間.

Na-K溫標：熱水中Na+離子含量CNa+、K+離子含量CK+單位為mg·L-1，

(6)

Na-K-Ca溫標：熱水中Na+離子含量CNa+、K+離子含量CK+、Ca2+離子含量CCa2+單位為mg·L-1，

-273.15.

(7)

K-Mg溫標：熱水中K+離子含量CK+、Mg2+離子含量CMg2+單位為mg·L-1，

(8)

式(6)、(7)、(8)為陽離子比值溫標(地溫計)，是經(jīng)驗性的近似方法(汪集旸等，1993)，除了質(zhì)量濃度C是待測參量外，a、b、β、δ都是經(jīng)驗參數(shù).式(6)中，a在856～1390之間，b在0.78～1.75之間.式(7)中，a約為1647，b在2.47～5.22之間，β在1/3～4/3之間，δ在0～2.06之間.式(8)中，a在4410～4418之間，b在13.95～14之間.

不同的地熱溫標計算公式(Fournier, 1977; Giggenbach, 1988)適用溫度范圍不同.SiO2溫標公式計算熱儲溫度誤差小，且300 ℃以下，壓力和礦化度對其溶解度影響可以忽略不計，但石英、玉髓溫標計算熱水溶液中SiO2礦物含量時，需要預(yù)先分析SiO2來自哪種礦物，且淺層低SiO2含量的冷水混入，使熱儲溫度計算值偏低.陽離子溫標Na-K僅適用于150 ℃以上的熱水，因為低于150 ℃的中、低溫熱水中富Ca2+會導(dǎo)致Na-K溫標經(jīng)驗關(guān)系計算的溫度偏高.為應(yīng)對富Ca2+的中、低溫熱水，利用Na-K-Ca溫標.但許多中、低溫熱水中富含Mg2+，又會使Na-K-Ca溫標經(jīng)驗關(guān)系計算的溫度偏高，需要利用K-Mg溫標.

1.5 氦同位素計算熱流方法

地殼熱流Qc、地幔熱流Qm比值的經(jīng)驗關(guān)系可以表示為(O′nions and Oxburgh,1983；汪洋，2000)：

(9)

式中，R為熱泉水樣中氦同位素3He/4He比值，RA為大氣中的氦同位素3He/4He比值，RA=1.39×10-6.

2 結(jié)果分析

2.1 地震資料

地震波速模型表明，鮮水河高溫水熱系統(tǒng)為剪切波VS低速區(qū).依據(jù)Feng和An(2010)提供的地震波速模型，我們提取了鮮水河斷裂帶高溫水熱系統(tǒng)9 km深度剪切波速VS，如圖2a所示.圖中，VS波速在3.5～3.7 km·s-1之間，熱泉區(qū)是低速區(qū)，VS小于3.56 km·s-1.

利用式(1)，我們計算了9 km深度的泊松比σ，結(jié)果如圖2b所示.圖中，泊松比σ在0.15～0.26之間，以σ=0.22為界，鮮水河斷裂帶西側(cè)為低泊松比區(qū)，東側(cè)為高泊松比區(qū)，鮮水河高溫水熱系統(tǒng)的熱泉群基本分布在東側(cè)泊松比0.22～0.24高值區(qū).泊松比σ也稱為橫向變形系數(shù)，σ越大，構(gòu)造區(qū)橫向變形越大，反之亦然.泊松比分布特征表明，鮮水河斷裂帶左旋走滑活動使得鮮水河高溫水熱區(qū)之下9 km深度的地質(zhì)構(gòu)造處于橫向變形西小東大變化的梯級帶邊緣.這種構(gòu)造變形條件，控制了水熱活動通道，深層高溫地熱流體沿此橫向變形梯級帶邊緣向淺層運動，導(dǎo)致大多數(shù)溫泉沿斷裂帶出露.

鮮水河斷裂帶是現(xiàn)今強烈活動的地震構(gòu)造帶(周榮軍等，2001)，近期地震活動仍十分活躍，如2021年6月25日康定3.3級地震、2021年7月26日康定2.9級地震，這種密集的小震活動與水熱活動密切相關(guān).我們將1870年以來沿該斷裂帶發(fā)生的地震按震源深度、震級大小分別投影到圖2中.可以看出，淺源地震中，小震多于大震(圖2a)；深源地震中，大震多于小震(圖2b).淺源地震(圖2a)基本都分布于9 km深度VS低值區(qū)，深源地震(圖2b)則大致與鮮水河斷裂帶、熱泉群分布走向一致.

圖2 深度9 km的地震特征

鮮水河斷裂帶地震活動與地殼中的水熱活動相互影響.地震形成的裂縫是流體運移的良好通道，斷層活動時，巖石孔隙增大，斷裂帶中的流體壓力下降，圍巖中的流體向斷層帶運移，同時，地下流體受熱膨脹又會影響斷層穩(wěn)定性.依據(jù)斷層閥模式(Sibson,1992；Cox,1995)與流體夾層孕震假設(shè)(Che et al., 2000)，我們推測：鮮水河斷裂帶淺源小震群(圖2a)下部存在上、下兩層熱流體系統(tǒng)，下層熱流體系統(tǒng)是具有超壓的(Giammanco et al., 2008)超臨界熱流體層，斷層活動時，上、下層之間的低滲夾層破裂-膨脹擴容，下層流體注入夾層，夾層抗剪強度下降，發(fā)生淺源小地震.隨后，整個夾層貫通，下層超壓熱流體“瞬間”涌入上層熱流體系統(tǒng)，并一同沿斷裂面運移至地表.此過程隨地震小震群不斷重復(fù)，與之伴隨的水熱活動在下層超臨界熱流體的超壓作用下，沿斷層有利地段噴出地表形成沸泉(圖1b).由于超臨界流體的密度、擴散系數(shù)、黏度介于氣、液體之間，深層超壓水熱系統(tǒng)的連通性不隨孔隙度減小而減弱(劉巍等,2000)，地表溫泉也不會因地震鎖閉而停止沸騰.

2.2 重、磁資料

利用全球重力數(shù)據(jù)庫TOPEX地形高程和重力資料，我們計算了鮮水河斷裂帶構(gòu)造區(qū)的剩余布格重力異常(圖3a)；利用購買自航空物探遙感中心的航磁資料(張永軍等，2011)，分析了鮮水河斷裂帶構(gòu)造區(qū)航磁ΔT異常(圖3b).

布格重力異常圖上(高玲舉等，2015)，鮮水河斷裂帶對應(yīng)一系列串珠狀重力異常，其中，乾寧熱水塘至中谷熱水塘，串珠狀重力異常的軸線隨斷裂帶走向弧形變化；二道橋溫泉至海螺溝溫泉，串珠狀重力異常的軸線向西轉(zhuǎn)折，在斷裂帶西側(cè)形成梯度變化平緩的低值異常區(qū)、在東側(cè)形成梯度變化較大的高值異常區(qū).由于布格重力異常疊加在區(qū)域背景場上，不易識別高溫水熱系統(tǒng)相關(guān)的局部異常和微弱短波異常，因此，我們采用空間域非線性曲率濾波方法提取了剩余布格重力異常，結(jié)果如圖3a所示.圖中，乾寧熱水塘至中谷熱水塘地段，是與斷裂帶走向一致的負重力異常圈閉，最低異常值Δg<-25 mGal.中谷熱水塘以南，鮮水河斷裂帶東側(cè)為正重力異常圈閉，最高異常值Δg>15 mGal；西側(cè)為負異常圈閉，最低異常值Δg<-25 mGal.川西地區(qū)巖石平均密度(劉蓓莉，1994)：片麻巖2.69 g·cm-3，花崗巖2.69 g·cm-3，粉砂巖2.2 g·cm-3，砂巖2.4 g·cm-3.鮮水河斷裂帶構(gòu)造區(qū)大部分被沉積厚度巨大的三疊系地層覆蓋，其上統(tǒng)以巖性為砂巖、粉砂巖、板巖、千枚巖、泥質(zhì)灰?guī)r為主，下統(tǒng)以炭質(zhì)板巖、粉砂質(zhì)板巖夾變質(zhì)石英細砂巖為主，二者之間界面的密度差值約為0.11 g·cm-3.依據(jù)地層界面密度差，以及粉砂巖、砂巖的密度值，我們推測：鮮水河水熱活動區(qū)的兩個負重力異常圈閉(圖3a)對應(yīng)三疊系地層下凹最深部位，且充填厚層低密度粉砂巖、砂巖，是賦存深層超臨界地熱流體儲層的有利構(gòu)造部位.

圖3 鮮水河斷裂帶剩余重力異常、航磁ΔT異常平面圖

川西地區(qū)磁場具有東、西向分帶特征，由西向東，劇烈變化磁場、平緩磁場、強磁場相間分布(張永軍等，2011).鮮水河斷裂帶位于雅江弱磁場區(qū)、丹巴變化磁場區(qū)、瀘定—冕寧強磁場區(qū)之間(圖3b),雅江弱磁場區(qū)以鮮水河斷裂為界與丹巴變化磁場亞區(qū)相接，場值變化在-20～0 nT之間.區(qū)內(nèi)主要出露磁性較弱的三疊統(tǒng)地層，巖漿巖主要分布于折多山的南部，以印支-燕山期具有一定磁性的中酸性侵入巖為主.丹巴變化磁場區(qū)位于鮮水河斷裂帶東側(cè)，在平緩弱磁場中出現(xiàn)團塊狀強磁異常，異常強度超過100 nT.區(qū)內(nèi)侵入巖較發(fā)育，主要是元古宙中酸性侵入巖和印支-燕山期中酸性、中基性侵入巖，其中輝石正長巖磁化率較強，可引起較大磁異常.鮮水河斷裂帶東南側(cè)是瀘定—冕寧強磁場區(qū)，強磁異常呈橢圓狀、塊狀、線狀，最大異常值大于400 nT.區(qū)內(nèi)巖漿巖較發(fā)育，磁性較強，可引起較強磁異常，從古元古代到喜馬拉雅期均有分布，嚴格受各深大斷裂的控制.

2.3 電磁資料

依據(jù)前人(武斌等，2011)在康定縣榆林河谷地帶地熱勘查的音頻大地電磁測深(AMT)視電阻率ρS剖面(剖面位置見圖3)，我們對榆林河谷淺層高溫水熱系統(tǒng)的水源補給、熱源補給、水熱循環(huán)通道進行了解釋，結(jié)果如圖4.

在施工前嚴格檢查鋼板樁的質(zhì)量，一旦發(fā)現(xiàn)質(zhì)量問題，應(yīng)及時進行處理，對進場的船只、機械設(shè)備及時進行驗收，并進行調(diào)試，保證其良好的工作狀態(tài)，同時還要選擇經(jīng)驗豐富與專業(yè)技術(shù)能力強的測量工作人員開展測量放樣工作，選擇精度滿足要求的測量儀器及定位裝置，選擇合理正確的軸線，并對軸線進行標記，確保鋼板樁水上作業(yè)的科學性和合理性。

圖4 音頻大地電磁測深ρS剖面及地熱地質(zhì)分析

榆林河谷主要分布第四系砂、礫石與卵石松散堆積層，二疊系板巖、灰?guī)r、片巖、變質(zhì)砂巖，以及斜長花崗巖和折多塘黑云母花崗巖.榆林河下游南北向狹長谷地內(nèi)分布有鮮水河高溫水熱系統(tǒng)中的榆林宮溫泉群，溫泉群水溫很高.康定—磨西斷裂自北而南橫切跑馬山西坡，是深部熱流體的上移通道，河谷兩岸第四紀松散堆積層中的孔隙水和基巖裂隙水是滲入地下水的主要補給水源(Zhang et al.，2017).地下水補給過程中，循環(huán)通道較深，冷熱水循環(huán)深度較大(梁云甫等, 1997).

榆林河谷地帶地熱勘查的AMT視電阻率值ρS剖面如圖4a所示.圖中，3 km以淺的視電阻率值ρS在1.2～3.3之間，以2.4為界線，可以分出三個視電阻率ρS異常帶：高值帶ρS>2.4，中值帶ρS=2.4，低值帶ρS<2.4.結(jié)合榆林河谷的水文地質(zhì)、地熱地質(zhì)特征，我們推測：深部ρS高值帶(圖4a中紅色區(qū)域)對應(yīng)黑云母花崗巖，ρS=2.4等值線包圍區(qū)域是深層地熱水上升的通道.ρS<2.4的低值區(qū)(圖4a中藍色區(qū)域)自下而上分為三層，下層、中層是水源補給區(qū)，并在靠近黑云母花崗巖的區(qū)域被混合加熱而上升；上層ρS低值區(qū)(圖4a中頂層藍色區(qū)域)與鮮水河斷裂破碎帶相關(guān)，是底部熱水通向地表的通道.圖4a剖面0.15 km處曾布設(shè)地熱驗證孔，在230～250 m深度鉆獲出水量500 m3·d-1、孔口出水溫度87 ℃的熱水(武斌等，2011).

依據(jù)ρS剖面，我們分析了維持淺層高溫水熱系統(tǒng)的水源補給、熱源補給、水熱循環(huán)通道等水文地質(zhì)與地熱地質(zhì)條件，如圖4b所示.水熱系統(tǒng)的水源補給主要來自地表水沿斷裂帶裂隙滲入；熱源補給主要是地下水沿深切地殼的斷裂，經(jīng)深循環(huán)、地殼熱源加熱后成為地熱水；榆林宮熱泉群是鮮水河高溫水熱系統(tǒng)的排泄區(qū)，其含水地層為多期侵入巖體包圍，加之長期活動的繼承性深斷裂的連接，構(gòu)成了熱流體上涌的良好通道(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017).由ρS低值帶標識的水源補給區(qū)的冷水，被花崗巖侵入體充分加熱進入熱儲層，熱儲層巖性為石英片巖、變質(zhì)砂巖；蓋層巖性為板巖與薄層灰?guī)r.AMT方法利用雷電產(chǎn)生的音頻(10-1～103Hz)大地電磁場，工作頻率較高，適合探測深度幾十米至幾千米的地電構(gòu)造，常用于解決淺層水文地質(zhì)、工程地質(zhì)問題.淺層高溫水熱系統(tǒng)中，熱水溫度不能顯著影響熱儲巖石電阻率，AMT剖面中的視電阻率ρS只能給出控水、控熱構(gòu)造的空間分布，不能給出溫度分布.

前人研究(吳福元等，2015)表明，喜馬拉雅淡色花崗巖中二云母花崗巖(黑云母花崗巖和白云母花崗巖)形成溫度由800 ℃逐漸降低到650 ℃左右.但是，花崗質(zhì)巖漿的發(fā)生是一個漸進過程(張旗等，2007)：如果存在自由水，溫度在650 ℃左右，中酸性長英質(zhì)片麻巖或泥質(zhì)巖中的低熔組分即可形成熔體；溫度大于700 ℃，則白云母脫水熔融；溫度大于850 ℃，則黑云母分解熔融.依據(jù)花崗巖固相線溫度，我們假定圖4b中的黑云母花崗巖體溫度為650 ℃.

2.4 水熱系統(tǒng)熱結(jié)構(gòu)

依據(jù)本課題組野外地熱地質(zhì)調(diào)查的實測資料(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017；李午陽等，2018；Ai et al., 2021)，以及前人發(fā)表資料(羅來麟，1994；李曉等，2018；王逸凌等，2020)，我們匯總鮮水河高溫水熱系統(tǒng)地表出露溫泉水溫、陽離子溫標計算的熱儲溫度、氦同位素、放射性同位素238U、水文地球化學資料(圖5)，綜合分析局部地熱異常與深層超臨界地熱資源的熱結(jié)構(gòu).

鮮水河高溫水熱活動區(qū)地表出露溫泉60%以上是中、高溫熱泉(圖5a),伴有大量地下熱水、地熱蒸汽等地熱資源,具有較大的地熱活動規(guī)模和強度.例如，榆林宮溫泉出露點溫度91 ℃，老榆林村(N101.96°，E29.95°)ZK201、ZK203地熱鉆孔井口溫度分別達到150、198 ℃(Zhang et al.，2017).這些溫、熱泉大多出露在活動構(gòu)造斷裂帶上和河谷中，形成八美—乾寧熱水塘溫泉群、康定中谷—二道橋—榆林宮溫泉群、瀘定磨西—海螺溝溫泉群.斷層的控熱、控水作用對溫泉群水熱活動具有明顯的影響，例如，康定中谷—二道橋—榆林宮溫泉群，北、中段位于鮮水河斷裂帶張扭性折拐處，溫泉沿雅拉河上游河谷出露，溫泉水溫較高；南段順著鮮水河斷裂帶走向，溫泉沿雅拉河下游二道橋到老榆林村一帶的榆林河谷出露，出露在花崗巖體接觸帶溫泉的水溫高于出露在結(jié)晶灰?guī)r中的溫泉水溫，在深切隱伏花崗巖體的斷裂交切處出露的溫泉水溫超過當?shù)胤悬c(Zhang et al.，2017).

對(5)、(6)、(7)、(8)式SiO2溫標和陽離子溫標計算的熱儲溫度取平均，并用克里金插值得到熱儲溫度分區(qū)，如圖5a所示.圖5a中可以看出，熱泉群泉口最高溫度大致與熱儲溫度分區(qū)對應(yīng)，與最近發(fā)表的熱儲結(jié)果(李曉等，2018；王逸凌等，2020)具有較好的一致性.研究區(qū)明顯分為兩個熱儲區(qū)，北側(cè)熱儲溫度高，熱儲溫度Tre=230～250 ℃，區(qū)內(nèi)熱泉群最高溫度分別達到120 ℃、123 ℃、124 ℃、146 ℃、198 ℃；南側(cè)熱儲溫度低，熱儲溫度Tre=160～200 ℃，區(qū)內(nèi)熱泉群最高溫度分別為68 ℃、89 ℃.熱泉溫度可以直接測量，而熱儲溫度需要借助地熱溫標經(jīng)驗公式求取.地熱溫標雖然是求取熱儲溫度的經(jīng)驗性近似方法，但卻對熱液樣品有很高要求：嚴格的平衡態(tài)、不受冷熱水混合影響.鮮水河高溫水熱系統(tǒng)的熱泉大多不滿足平衡態(tài)要求，因此，圖5a中的熱儲溫度只是半定量結(jié)果，可以據(jù)此定性判斷：鮮水河高溫水熱系統(tǒng)分南、北兩個熱儲分區(qū)，北部熱儲溫度高，Tre≥230 ℃；南部熱儲溫度低，Tre≤200 ℃.

圖5 鮮水河高溫水熱系統(tǒng)熱結(jié)構(gòu)分析圖

鮮水河高溫水熱區(qū)熱儲溫度與殼、幔熱結(jié)構(gòu)相關(guān)，殼、幔熱結(jié)構(gòu)需要通過大地熱流Q中地殼熱流Qc、地幔熱流Qm的比例Qc/Qm、Qm/Q、Qc/Q等參數(shù)來確定.由大地熱流圖(胡圣標等，2001；姜光政等，2016)內(nèi)插得到鮮水河高溫水熱區(qū)大地熱流Q約在62～66 mW·m-2之間(圖5b).利用熱泉水樣中的氦同位素測定結(jié)果，我們計算了鮮水河高溫水熱區(qū)兩個地點(圖5b)的殼/幔熱流組分(Zhang et al.，2017).地熱流體中的3He通量與地幔熱流正相關(guān)，4He通量與大陸地殼巖石中放射性元素鈾、釷的含量成正比，因此與地殼熱流正相關(guān)(O′nions and Oxburgh,1983；汪洋，2000).

利用式(9)，我們對鮮水河高溫水熱區(qū)兩個水樣采測點的氦同位素開展計算.2個水樣采測點分別位于榆林村南側(cè)、中谷村北側(cè)，榆林村南側(cè)水樣的3He/4He=(0.86～2.48)RA，平均值為1.9RA；中谷村北側(cè)水樣的3He/4He=(1.34～1.53)RA，平均值為1.4RA.式(9)計算得：榆林村南側(cè)地殼熱流Qc=25.7 mW·m-2、中谷村北側(cè)地殼熱流Qc=26.4 mW·m-2，這部分地殼熱流基本是地層放射性生熱元素鈾、釷的貢獻.依據(jù)中國地質(zhì)科學院地球物理地球化學勘查研究所1∶5萬鈾、釷地球化學圖，研究區(qū)的鈾元素等值線如圖5b所示.圖中，鈾元素異常強度高，濃集中心明顯.全國鈾元素分布特征確定的高鈾背景下限為2.84 g/g，異常下限為3.43 g/g，高異常下限為4.17 g/g，特高異常下限為6.12 g/g(付錦等，2014).圖5b中，鮮水河高溫水熱區(qū)鈾元素等值線在3～7 g/g之間，對應(yīng)氦同位素兩個采樣點的區(qū)域，是大于6.0 g/g的鈾元素特高異常區(qū).鈾元素特高異常主要與含鈾的中酸性巖漿活動有關(guān)，尤其與中、新生代大規(guī)模侵入活動緊密相關(guān).釷與鈾共生，具有類似的分布特征.因此判斷：康定中谷—二道橋—榆林宮溫泉群下方，酸性巖漿活動強烈，U、Th元素強烈富集，可能存在花崗巖侵入體，是形成鮮水河水熱活動的重要因素，也是深層超臨界地熱資源的重要熱源條件.

2.5 水熱系統(tǒng)熱狀態(tài)

地殼的熱狀態(tài)主要受控于構(gòu)造-熱事件和巖石圈深部動力學過程.基于地熱地質(zhì)、地球物理、水文化學資料綜合分析，我們認為鮮水河高溫水熱系統(tǒng)深部熱狀態(tài)模式(Ai et al.，2021)如圖6a所示：鮮水河深大斷裂帶既是地熱系統(tǒng)地下水下行補給的重要途經(jīng)，也是深部熱流體攜帶熱量上升至淺表從而產(chǎn)生強烈水熱活動的上行通道.鮮水河斷裂帶產(chǎn)狀近乎直立，熱源呈線性集中在斷裂帶附近，溫泉、沸泉與鮮水河斷裂帶平行出露.鮮水河走滑斷裂帶深切入650 ℃的花崗巖侵入體，巖漿熱、剪切摩擦熱沿斷裂帶接觸面加熱上部地層物質(zhì)至100 ℃.我們推測：在150～250 ℃溫度區(qū)間，是鮮水河水熱系統(tǒng)地熱儲層的賦存區(qū)域；而在350～400 ℃溫度區(qū)間，則是深層超臨界流體(H2O、CO2)地熱資源的賦存區(qū)域.

圖6 鮮水河高溫水熱系統(tǒng)熱狀態(tài)分析圖

高溫水熱系統(tǒng)包含H2O和碳酸鹽巖地層脫碳酸作用、深部高溫變質(zhì)作用生成的CO2氣體.它們組成的熱液流體在地殼內(nèi)循環(huán)，不斷打破原有熱量、化學組分平衡狀態(tài).利用壓力P、體積V、溫度T和組成X之間的熱力學方程，可以計算水熱系統(tǒng)的地質(zhì)過程和熱狀態(tài).圖6b給出了熱力學方程計算的純水的相態(tài)線，也給出了CO2-H2O二元體系的沸騰壓力曲線(段振豪，2010).圖中，含CO2流體的沸騰會導(dǎo)致水熱系統(tǒng)的溫度快速下降，同時，高溫地熱流體在上升過程中，壓力逐漸降低.與鮮水河高溫水熱系統(tǒng)熱儲層對應(yīng)的溫度區(qū)間230～250 ℃、160～200 ℃，是含CO2流體的沸騰降溫、壓力降低區(qū).溶解有CO2氣體的熱液上升時，上升流體中CO2氣相壓力超過圍壓，產(chǎn)生氣相.由于流體中CO2溶解氣體的相對濃度會影響流體沸騰時的壓力，因此，CO2質(zhì)量摩爾濃度不同，水熱系統(tǒng)中的沸騰溫、壓曲線也不同.

圖6中，350～400 ℃溫度區(qū)間的深層超臨界地熱資源賦存區(qū)域，是兩相共存的熱流體混合體系超臨界區(qū).超臨界狀態(tài)下，熱流體有許多特殊的熱力學性質(zhì)，一些重要的熱物理參數(shù)，如，恒壓熱容、熱導(dǎo)率、熱擴散速率、壓縮系數(shù)、膨脹系數(shù)等，在近臨界點附近的狹小區(qū)域內(nèi)急劇增大，恒壓熱容甚至趨于無窮大(徐有生等，1995；蘇根利等，1998)，在臨界點附近形成奇異值分布.由于狀態(tài)方程的基礎(chǔ)是熱力學統(tǒng)計平均理論，很難表達數(shù)學上的奇異性臨界現(xiàn)象，因此目前無法利用狀態(tài)方程精細、準確預(yù)測超臨界流體P-V-T性質(zhì).

超臨界流體的熱力學性質(zhì)和熱狀態(tài)是研究超臨界地熱資源的重要基礎(chǔ)，但是，目前基于統(tǒng)計平均的熱力學狀態(tài)方程可能不適合研究臨界點附近的熱流體物性參數(shù)奇異性，需要在地熱地質(zhì)與水文地球化學采樣分析、高溫高壓測試分析、地球物理綜合分析基礎(chǔ)上，利用數(shù)值模擬方法，研究超臨界地熱資源流體性質(zhì)、狀態(tài)、形成條件與活動規(guī)律.利用綜合地球物理分析，區(qū)分深層超臨界地熱資源與普通地熱資源，是一個亟待研究的課題.普通水熱型資源的密度、電導(dǎo)率隨溫度、壓力連續(xù)變化，但超臨界地熱資源在臨界點附近，密度、電導(dǎo)率對溫度、壓力的變化十分敏感，出現(xiàn)明顯的異常，這為地球物理勘查超臨界地熱流體提供了潛在的機遇.開發(fā)利用超臨界地熱資源不僅是地熱學前沿課題，也是地球物理勘查的全新方向.目前，國際上對深層超臨界地熱資源研究正處于探索初期，尚未探討深層超臨界地熱資源的地球物理特征，我們需要立足前沿，開展深層超臨界地熱資源與普通地熱資源的地球物理比較研究.

3 討論

3.1 深層超臨界地熱資源賦存模式

深層富水環(huán)境下巖漿熱液體系中超臨界地質(zhì)流體的性質(zhì)、效應(yīng)及形成條件是地球科學研究的重要前沿方向(倪懷瑋，2020a；倪懷瑋等，2020b；高春曉等，2020)，將其作為地熱資源開發(fā)利用更是地熱學的全新探索.認識超臨界流體的熱力學性質(zhì)和熱狀態(tài)，揭示超臨界地質(zhì)流體的形成條件與識別標志，建立超臨界流體地熱資源賦存模式與演化機制，有助于查明鮮水河高溫“水熱型”地熱資源潛力，為國家開展高溫地熱發(fā)電工程建設(shè)提供理論指引和技術(shù)支撐.

在地球物理探測資料、地熱地質(zhì)采樣資料分析基礎(chǔ)上，依據(jù)川西高溫水熱系統(tǒng)成因模式(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017)、鮮水河高溫水熱系統(tǒng)熱狀態(tài)模式(Ai et al., 2021)，我們提出了鮮水河深層超臨界地熱資源賦存模式，如圖7所示.圖中，深層超臨界地熱資源位于康定中谷—二道橋—榆林宮溫泉群高溫水熱系統(tǒng)之下，沿鮮水河斷裂帶斷層破碎帶分布.與地表強磁異常(圖7a)對應(yīng)的是深部侵入體，對超臨界地熱資源的形成、演化具有重要意義.超臨界地熱資源賦存區(qū)的溫度約為300～400 ℃，其上，是高溫水熱系統(tǒng)熱儲層，熱儲溫度由南向北分別是200 ℃、250 ℃、240 ℃.超臨界地熱資源由富含H2O、CO2的水熱流體組成，其中，地熱氣體CO2比地熱水H2O來源深(圖7b)，對熱源類型、深部溫度、熱儲層巖性及熱流體通道具有重要的指示意義(Karakus，2015；Tian and Pang，2017).圖7a是鮮水河高溫水熱系統(tǒng)熱儲溫度與航磁異常對應(yīng)分析圖，圖7b是依據(jù)地球物理、地熱地質(zhì)分析提出的鮮水河高溫水熱系統(tǒng)深層超臨界地熱資源賦存模式圖.

圖7 鮮水河高溫地熱系統(tǒng)深層超臨界地熱流體賦存模式綜合解釋推斷圖

沿鮮水河斷裂帶分布的熱泉群的泉口溫度分布具有“北高南低”的趨勢(圖5a), 兩個熱儲區(qū)也是北側(cè)熱儲溫度高、南側(cè)熱儲溫度低.這種特征與水熱系統(tǒng)的深部流體運動相關(guān)：康定、中谷水熱活動區(qū)深部具有溫度較高的熱源，在區(qū)域性左旋扭應(yīng)力、靜水壓力和水熱對流作用下，熱水沿鮮水河斷裂帶上盤向西北方向運移，并依次沿密集斷裂上升形成相應(yīng)的高溫熱泉.磨西熱水區(qū)是一系列相間出現(xiàn)的斷陷洼地和斷陷湖、斷裂槽地，熱水賦存于二疊系變質(zhì)巖層內(nèi)，磨西斷裂既是地表水下行補給的通道，也是深部熱流體上移的通道，熱儲構(gòu)造受此控制，溫泉水溫不高.因此，形成溫泉水溫和熱儲溫度均呈現(xiàn)“北高南低”的趨勢.

熱儲區(qū)之下是超臨界水熱流體的賦存區(qū)，其深度介于深部熱源與淺部熱儲之間.深部熱源(花崗巖體)頂深：由航磁異常ΔT化極的垂向一階導(dǎo)數(shù)dTz推斷在3～5 km之間，由音頻大地電磁測深(AMT)視電阻率ρS剖面推斷在1.7～2.5 km之間.淺部熱儲的深度：由SiO2溫標推算約為930 m.因此，超臨界水熱流體賦存區(qū)的深度大致在0.9～3 km之間，或0.9～1.7 km之間.

3.2 磁異常場源：變質(zhì)巖？花崗巖？

該區(qū)航磁ΔT異常強度、走向與鮮水河斷裂帶明顯相關(guān)(裴錫瑜等，1985；高玲舉等, 2015)，其中，斷裂帶東側(cè)的強磁異常中心(N29.75°，E102.21°)位于康定縣城東南筆架山一帶(圖3b)，最大值ΔTmax=596 nT(張永軍等，2011).強磁異常區(qū)梯度大，邊界明顯，化極上延10 km后，磁異常依然陡傾、峰值對稱，表明磁異常的場源具有較大延深.前人依據(jù)153號磁性標本采樣點數(shù)據(jù)(41塊斜長角閃巖磁性標本，磁化率κ=(1136～8378)×10-5SI，平均值2988×10-5SI)，推測強磁異常場源“應(yīng)為康定巖群斜長角閃巖等變質(zhì)巖”(張永軍等，2011).實際上，153號采樣點(N29.96°，E102.12°)位于瀘定縣冷磧鎮(zhèn)，距離康定筆架山強磁異常中心約60～70 km，將冷磧鎮(zhèn)強磁性巖石推斷為筆架山的磁異常場源，過于牽強.雖然，筆架山的二疊系地層磁化率平均值28×10-5SI，三疊系地層磁化率平均值12×10-5SI(高玲舉等, 2015)，不足以引起這種超強規(guī)模的磁異常，但筆架山附近出露有二長花崗巖，中三疊世時代的二長花崗巖磁性變化較大，磁化率在(5～1062)×10-5SI之間，侵位深度較淺，可引起局部較強的磁異常(張永軍等，2011).此外，沿鮮水河斷裂帶康定段分布的新生界折多山花崗巖體，是距此異常最近、年代最新的火山巖露頭點，該巖體鋯石U-Pb定年數(shù)據(jù)13～4 Ma.綜合分析認為，康定筆架山強磁異常的場源不是變質(zhì)巖，可能是隱伏的喜山晚期磁性較強的花崗巖侵入體.

川西侵入巖分布廣泛，侵入巖漿活動期次復(fù)雜，以喜山期二長花崗巖、花崗閃長巖等中酸性巖類最為發(fā)育.此區(qū)中酸性侵入巖一般規(guī)模較小，大多以巖基、巖墻、巖株或巖脈產(chǎn)出，局部地區(qū)小巖體相連(張永軍等，2011；高玲舉等, 2015).這些侵入巖體在地表形成圓形或橢圓形孤立的高值磁異常，異常區(qū)邊界清楚，邊緣伴隨有環(huán)行或弧形負磁異常帶.為準確圈定筆架山深部侵入巖體，我們利用式(2)計算了ΔT化極異常的垂向一階導(dǎo)數(shù)dTz，結(jié)果如圖7a所示.圖中，dTz的值在-15.56～37.68 nT·m-1之間，侵入巖體產(chǎn)生的磁異常孤立、形態(tài)規(guī)則、曲線圓滑，西側(cè)、北側(cè)被平緩負異常環(huán)繞.dTz突出了侵入巖體產(chǎn)生的局部磁異常，與侵入地質(zhì)體有更好的對應(yīng)關(guān)系，如果以零值線為喜山晚期侵入巖深部邊界，則由等值線拐點和極值點解析或向下延拓，可大致判斷侵入巖頂深在3～5 km之間，陡傾下延.我們推測：鮮水河斷裂帶東側(cè)南部，康定榆林村東邊的筆架山下，存在時代較新的淺層花崗質(zhì)侵入巖體，其頂深約4 km，是形成深層超臨界地熱流體的重要熱源.

3.3 地熱氣體：CO2

鮮水河高溫水熱系統(tǒng)各溫泉群采集的地熱氣體樣品中，CO2氣體體積百分含量普遍較高.康定榆林村、中谷村兩個溫泉群的溫泉氣體中有大量CO2溢出，最新地熱氣體地球化學分析顯示(天嬌，2021)，榆林村溫泉群CO2氣體含量在81.24～98.75vol%之間，中谷村溫泉群CO2氣體含量在69.24～96.83vol%之間.地下水中的CO2主要源于土壤層有機質(zhì)、碳酸鹽巖地層的脫碳酸作用、深部高溫變質(zhì)作用、人類活動使用化石燃料等，利用溫泉水樣中CO2碳同位素δ13CCO2，可以大致判斷CO2來源(趙平等，1998；劉再華等，2000).榆林村熱泉群碳同位素比值δ13CCO2值在-9.2‰～-3.3‰之間，平均-5.46‰；中谷村熱泉群碳同位素比值δ13CCO2值在-8.5‰～-4.34‰之間，平均-6.09‰(天嬌，2021).前人研究表明(Sano and Marty，1995)，幔源CO2的δ13C值約為-6‰±2‰，榆林村、中谷村熱泉群碳同位素比值與此接近，因此，CO2氣體來源較深.此外，榆林村、中谷村熱泉群中，高溫熱泉的地熱水沿斷層在地殼深部循環(huán)，溫度越高，CO2含量越高，也說明CO2源區(qū)較深.

榆林村、中谷村熱泉群中，來自深層熱儲的CO2濃度高，表明氣體運移通道連通性較好.地熱氣體中CO2組分的化學性質(zhì)相對穩(wěn)定，在儲層中運移時，與圍巖發(fā)生水巖反應(yīng)影響較小，可以通過示蹤物質(zhì)來源，推測儲層溫度.地熱氣體CO2-CH4同位素溫度計(Guo et al.，2017；天嬌，2021)顯示：榆林村、中谷村熱泉群水熱活動區(qū)的熱儲溫度約為240～260 ℃，其南、北兩側(cè)熱儲溫度約為200～220 ℃.這一結(jié)論與陽離子溫標計算的熱儲溫度(圖5a)大致相符.高溫水熱活動區(qū)熱儲之下的地殼溫度在300～400 ℃之間，已處于超臨界溫度區(qū)；深部CO2脫氣溫度約為380～540 ℃，高于海相碳酸鹽巖變質(zhì)溫度，低于殼內(nèi)花崗巖漿熔融溫度.

鮮水河高溫水熱系統(tǒng)主要是沿深大斷裂深循環(huán)加熱的水熱系統(tǒng)(Zhang et al.，2017)，過量CO2氣體溶入深循環(huán)的、堿金屬含量較高的地熱水中，導(dǎo)致地熱水中HCO3含量較高，形成呈堿性的HCO3-Na型為主的地熱水(天嬌，2021).但隨著地熱水向淺部運移，減壓作用導(dǎo)致CO2脫氣，CO2脫氣量約為0.4～0.8 mol·L-1(Guo et al.，2017)，溫度較高的溫泉群，沸泉、噴氣孔中富含CO2和H2S的地熱蒸汽沿深大斷裂的裂隙向上遷移時，淋濾、侵蝕圍巖，會伴隨出現(xiàn)pH值略小于7的弱酸性熱水.鮮水河斷裂帶溫泉水文地球化學研究(王逸凌等，2020)表明，沿斷裂帶由南向北，溫泉熱水pH值呈高、低、高分布，磨西鎮(zhèn)以北、榆林村之南，溫泉水樣pH值在7.52～8.4；榆林村以北、中谷村之南，溫泉水樣pH值在6.12～6.96；中谷村以北、八美之南，溫泉水樣pH值在7.01～7.94.對比發(fā)現(xiàn)，在pH高值背景上出現(xiàn)的低值區(qū)，與高溫度熱儲區(qū)、高濃度CO2地熱氣體區(qū)對應(yīng)(圖7b)，我們推測：其下方是形成深層超臨界地熱流體的有利區(qū)域.

4 結(jié)論

鮮水河高溫水熱系統(tǒng)深層超臨界溫、壓區(qū)的熱液活動，是地熱學全新的前沿研究方向，具有重要的科學意義和應(yīng)用價值.通過地球物理、地熱地質(zhì)資料分析，本文主要結(jié)論如下：

(1)地震剪切波速VS資料分析表明：鮮水河斷裂帶淺源小震群下部存在上、下兩層熱流體系統(tǒng)，下層熱流體系統(tǒng)是具有超壓的超臨界熱流體層.淺源小震發(fā)生時，下層超壓熱流體“瞬間”涌入上層熱流體系統(tǒng)，并沿鮮水河斷裂帶地震破裂形成的裂隙運移至地表，在有利地段噴出地表形成沸泉.

(2)重、磁資料分析發(fā)現(xiàn)：鮮水河斷裂帶對應(yīng)一系列串珠狀、負的剩余布格重力異常圈閉，其下低密度粉砂巖、砂巖充填的厚層，是深層超臨界地熱流體儲層賦存的有利構(gòu)造部位.康定筆架山航磁異常的場源不是變質(zhì)巖，而是隱伏的喜山晚期花崗質(zhì)侵入體.

(3)音頻大地電磁測深A(yù)MT剖面揭示：ρS高值區(qū)為黑云母花崗巖，ρS中值區(qū)是深層地熱水上升的通道，ρS低值區(qū)是水源補給區(qū).靠近黑云母花崗巖的補給水源被混合加熱而上升，形成熱儲層，巖性為石英片巖、變質(zhì)砂巖，蓋層巖性為板巖與薄層灰?guī)r.

(4)熱結(jié)構(gòu)分析指出：鮮水河高溫水熱系統(tǒng)分為南、北兩個熱儲區(qū)，北側(cè)熱儲溫度高，熱儲溫度Tre=230～250 ℃；南側(cè)熱儲溫度低，熱儲溫度Tre=160～200 ℃.氦同位素水樣測定結(jié)果與鈾元素等值線分布表明，康定中谷—二道橋—榆林宮溫泉群下方存在酸性巖漿活動，是形成鮮水河水熱活動的重要因素，也是形成深層超臨界地熱資源的重要熱源條件.

(5)熱狀態(tài)分析認為：鮮水河深大斷裂帶是深部熱流體攜帶熱量上升至淺表產(chǎn)生強烈水熱活動的通道，在160～250 ℃溫度區(qū)間，是鮮水河水熱系統(tǒng)地熱儲層的賦存區(qū)域；在350～400 ℃溫度區(qū)間，是深層超臨界流體(H2O、CO2)地熱資源的賦存區(qū)域.在近臨界點附近，兩相共存的CO2-H2O二元體系中，CO2流體的沸騰會導(dǎo)致水熱系統(tǒng)的溫度快速下降.

(6)鮮水河深層超臨界地熱資源賦存模式：隱伏于康定筆架山下、喜山晚期花崗質(zhì)侵入體，是深層超臨界地熱流體的重要熱源.隨溫泉水大量溢出的高濃度CO2地熱氣體，脫氣溫度約為380～540 ℃，位于H2O超臨界溫度區(qū)(Tc=374.3 ℃)下方，因此，CO2來源深度大于高溫水熱系統(tǒng)中H2O的來源深度.鮮水河高溫水熱系統(tǒng)是沿深大斷裂、深循環(huán)加熱的水熱系統(tǒng)，以堿性HCO3-Na型地熱水為主，但溫度較高的沸泉、噴氣孔中，富含沸騰的CO2地熱蒸汽向淺部運移時，淋濾、侵蝕圍巖，伴隨出現(xiàn)pH值略小于7的弱酸性熱水.pH低值區(qū)與高溫度熱儲區(qū)、高濃度CO2地熱氣區(qū)重合，其下方就是深層超臨界地熱流體賦存區(qū).

致謝感謝中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所薛國強研究員在成文過程中的討論建議.